內(nèi)蒙古西拉木倫成礦帶勞家溝斑巖型鉬礦流體包裹體特征及地質(zhì)意義

劉 利，曾慶棟，劉建明，段曉俠，孫守恪，張連昌

(1.中國科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究重點實驗室，中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029; 2.中國科學(xué)院研究生院，北京 100049)

1 引言

近幾年來，在大興安嶺南段，尤其是西拉木倫河斷裂兩側(cè)陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了一系列與中生代中酸性侵入體密切相關(guān)的斑巖型、石英脈型、火山熱液型、云英巖型鉬礦床，構(gòu)成了一條長400多km，寬300km呈北東向展布的鉬成礦帶(吳華英等，2008;覃鋒等，2008;曾慶棟等，2009a，2009b)。在諸多類型鉬礦床中，規(guī)模最大、最具找礦潛力的當(dāng)屬斑巖型鉬礦床，如雞冠山和敖侖花斑巖鉬礦已達(dá)大型規(guī)模，半砬山、小東溝、車戶溝和好力寶斑巖鉬礦也達(dá)中型規(guī)模(曾慶棟等，2009b)。勞家溝鉬礦是該鉬成礦帶上新發(fā)現(xiàn)的一個斑巖型鉬礦床，地處東段阿魯科爾沁旗天山鎮(zhèn)，目前正處于勘探階段，因而其地質(zhì)特征、成礦流體、成礦構(gòu)造環(huán)境、成礦過程等的研究程度還很低。

斑巖型礦床的研究進(jìn)展一直與流體包裹體的研究緊密相關(guān)(芮宗瑤等，2003)。前人對西拉木倫成礦帶上一些典型斑巖鉬礦的地質(zhì)特征、成礦巖體、成礦時代、成礦的地球動力學(xué)背景等進(jìn)行了一系列研究工作(吳華英等，2008;馬星華等，2009;覃鋒等，2008;曾慶棟等，2009a，2009b;張曉靜等，2010)，但對斑巖型鉬礦的成礦流體關(guān)注相對偏少(舒啟海等，2009;陳偉軍等，2010;吳華英等，2010;褚少雄等，2010)。鑒于此，本文基于流體包裹體巖相學(xué)、顯微測溫及單個包裹體激光拉曼光譜分析，通過對勞家溝斑巖鉬礦的成礦流體特征及其演化規(guī)律進(jìn)行分析，進(jìn)一步探討西拉木倫成礦帶燕山期斑巖型鉬礦的成礦機制及成礦構(gòu)造背景。

2 區(qū)域地質(zhì)

勞家溝鉬礦位于大興安嶺南段晚古生代增生造山帶東段，NNE向的嫩江斷裂與近EW向的西拉木倫河斷裂交匯部位的北西側(cè)(圖1)，是組成西拉木倫成礦帶的重要礦床之一。大興安嶺南段經(jīng)歷了漫長的地質(zhì)演化，區(qū)域構(gòu)造十分復(fù)雜。中生代以來，區(qū)內(nèi)進(jìn)入陸內(nèi)造山階段，構(gòu)造運動和巖漿活動非常強烈，為成礦提供了豐富的熱源和成礦物質(zhì)。

圖1 西拉木倫成礦帶地質(zhì)簡圖及勞家溝斑巖鉬礦的大地構(gòu)造位置示意圖(據(jù)曾慶棟等，2009b修改)Fig.1 Simplified geological map of the Xilamulun molybdenum metallogenic belt and tectonic map showing location of the Laojiagou porphyry Mo deposit(modified from Zeng et al.，2009b)1－第四系;2－中生代火山巖及沉積巖;3－二疊系變火山巖、板巖、大理巖及變砂巖;4－奧陶系－志留系片巖、大理巖及千枚巖; 5－早元古代片麻巖;6－太古宙片麻巖及花崗巖;7－晚燕山期花崗巖;8－早燕山期花崗巖;9－海西期花崗巖;10－主干斷裂;11－斑巖型鉬礦床及編號;12－其它成因類型鉬礦床;斑巖型礦床:1－雞冠山;2－小東溝;3－車戶溝;4－敖侖花;5－半砬山;6－好力寶;7－勞家溝1－Quaternary System;2－Mesozoic volcanic rocks and sedimentary rocks;3－Permian metamorphic volcanic rocks，slate，marble and metamorphic sandstone;4－Ordovician－Silurian schist，marble and phyllite;5－Paleoproterozoic gneiss;6－Archean gneiss and granite;7－Late Yanshanian granite;8－Early Yanshanian granite;9－Hercynian granite;10－main faults;11－porphyry molybdenum deposits and their number;12－other types of molybdenum deposit－name of porphyry molybdenum deposit:1－Jiguanshan;2－Xiaodonggou;3－Chehugou; 4－Aolunhua;5－Banlashan;6－Haolibao;7－Laojiagou

以西拉木倫河斷裂為界，西拉木倫成礦帶包括南北兩部分:南礦帶產(chǎn)于華北地臺北緣近EW向的早古生代增生造山帶，北礦帶產(chǎn)于大興安嶺南段NE向的晚古生代增生造山帶(曾慶棟等，2009a)。早古生代增生造山帶局部出露，為早古生代奧陶系－志留系的中－淺變質(zhì)巖系，晚古生代增生造山帶以二疊系為基底、中生界為蓋層。本區(qū)的構(gòu)造主要包括EW向和NNE向褶皺、壓性斷裂和韌性剪切帶，NW向張性斷裂。其中，近EW向的西拉木倫河深大斷裂控制著該區(qū)的構(gòu)造、巖漿侵入和成礦，NW向斷裂與NE向嫩江斷裂一起制約著侵入體的分布和礦化。礦床主要發(fā)育于斷裂構(gòu)造結(jié)點處及NW向斷裂構(gòu)造帶內(nèi)。區(qū)內(nèi)巖漿活動以海西期和燕山期為主。海西期侵入巖主要有石英閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖。燕山早期主要發(fā)育二長花崗巖、花崗閃長巖，晚期發(fā)育花崗巖和花崗斑巖。分布于西拉木倫斷裂兩側(cè)的一系列鉬礦多與早燕山期中酸性侵入體有關(guān)(圖1)。

3 礦床地質(zhì)特征

勞家溝鉬礦區(qū)出露的地層主要為上侏羅統(tǒng)滿克頭鄂博組(J3m)(圖2)，巖性為沉積火山碎屑巖－火山巖;中二疊統(tǒng)大石寨組(P2d)在區(qū)內(nèi)的中南部零星出露，巖性主要為蝕變安山巖、黑云母板巖和凝灰質(zhì)粉砂巖。礦區(qū)斷裂構(gòu)造發(fā)育，NW向和近EW向斷裂是主要控礦和儲礦構(gòu)造。礦區(qū)巖漿巖十分發(fā)育(圖2)，主要有中細(xì)粒(斑狀)二長花崗巖、細(xì)粒二長花崗巖、黑云母二長花崗巖、花崗斑巖、閃長玢巖。其中中細(xì)粒斑狀二長花崗巖是最主要的賦礦巖石。該巖體呈巖基產(chǎn)出，巖石具有似斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要有石英、正長石、微斜長石、斜長石。巖石中普遍發(fā)育石英細(xì)脈，細(xì)脈中含少量浸染狀或星點狀輝鉬礦，在細(xì)脈壁常發(fā)育細(xì)脈狀輝鉬礦，巖體中也可見少量細(xì)脈狀、浸染狀、團塊狀輝鉬礦。石英細(xì)脈和巖體中通常發(fā)育浸染狀或星點狀黃鐵礦。部分巖體中發(fā)育他形細(xì)粒結(jié)構(gòu)、浸染狀構(gòu)造黃銅礦，石英細(xì)脈中則發(fā)育少量團塊狀黃銅礦。此外，在巖體和石英細(xì)脈中偶見零星分布的團塊狀閃鋅礦、方鉛礦集合體。巖體中還發(fā)育隱爆角礫巖，其角礫成分為中細(xì)粒(斑狀)二長花崗巖，角礫由熱液石英膠結(jié)，在角礫與石英接觸部位常形成細(xì)脈狀輝鉬礦。細(xì)粒二長花崗巖大部分無輝鉬礦礦化，只有個別與中細(xì)粒斑狀二長花崗巖或黑云母二長花崗接觸部位發(fā)育較好的鉬礦化?；◢彴邘r、閃長玢巖等根據(jù)巖脈的穿插關(guān)系可知明顯形成于成礦期后。

3.1 礦體和礦石特征

目前礦區(qū)已圈出5條礦帶(圖2)，其中Ⅰ礦帶有3個礦體，Ⅱ、Ⅲ礦帶各有2個礦體，Ⅳ、Ⅴ礦帶各有1個礦體。Ⅱ礦帶的2個礦體中間被平移斷層錯斷，向兩端變薄直至尖滅，近于平行展布。Ⅲ礦帶地表分為南北2個礦化體，北部礦體為主要礦體。礦體呈透鏡狀、層狀產(chǎn)出，長100～1500m，寬5～35m，走向大致為近東西向，傾向為近南、南西或近北，傾角主要為40～70°，鉬平均品位為0.035%。

金屬礦物以黃鐵礦、輝鉬礦、黃銅礦為主，有少量方鉛礦和閃鋅礦。非金屬礦物主要有石英、絹云母、綠泥石、斜長石、鉀長石、方解石，少量硬石膏、綠簾石和螢石。礦石主要呈自形－半自形結(jié)構(gòu)(如黃鐵礦、黃銅礦)，片狀、放射狀、毛發(fā)狀結(jié)構(gòu)(如輝鉬礦)，其次為交代結(jié)構(gòu)(如方鉛礦交代前期的黃鐵礦)和固溶體分離結(jié)構(gòu)(如閃鋅礦中溶出乳滴狀的黃銅礦)，細(xì)脈狀、浸染狀、薄膜狀和團塊狀構(gòu)造(圖3)。

3.2 蝕變分帶

在中細(xì)粒斑狀二長花崗巖巖體內(nèi)部及其周圍的巖體中熱液蝕變非常發(fā)育，蝕變類型以硅化、絹云母化、綠泥石化為主，次為鉀長石化、碳酸鹽化，局部發(fā)育綠簾石化。從空間來看，蝕變具有明顯的分帶，自下而上、由巖體內(nèi)部向外部依次發(fā)育硅化－絹云母化帶、硅化－絹云母化－綠泥石化帶、碳酸鹽化－絹云母化－綠泥石化－綠簾石化帶。礦化主要發(fā)育在硅化－絹云母化帶和硅化－絹云母化－綠泥石化帶中。

3.3 成礦階段劃分

礦區(qū)細(xì)脈十分發(fā)育，類型豐富，脈中礦物共生組合主要有:(1)純凈的石英;(2)石英－黃鐵礦; (3)石英－白云母;(4)石英－白云母－黃鐵礦; (5)石英－白云母－輝鉬礦;(6)石英－輝鉬礦; (7)石英－黃鐵礦－黃銅礦;(8)石英－黃鐵礦－輝鉬礦;(9)石英－輝鉬礦－黃銅礦－黃鐵礦;(10)石英－輝鉬礦－黃鐵礦－黃銅礦－白云母;(11)石英－方解石;(12)方解石。根據(jù)細(xì)脈穿插關(guān)系、礦物共生組合、礦石組構(gòu)，將礦化過程劃分為3個階段。

(1)早階段:由石英－輝鉬礦－黃鐵礦組成，輝鉬礦賦存于石英細(xì)脈中，或呈純輝鉬礦細(xì)脈產(chǎn)出。根據(jù)這兩種細(xì)脈的切割關(guān)系，可將早階段分為兩個亞階段:早期為石英－輝鉬礦－黃鐵礦階段，形成大量細(xì)脈，細(xì)脈兩側(cè)發(fā)育浸染狀、團塊狀或細(xì)脈狀輝鉬礦，或/和浸染狀、團塊狀的黃鐵礦;晚期為輝鉬礦階段，輝鉬礦充填裂隙形成純輝鉬礦細(xì)脈，細(xì)脈破裂后即為薄膜狀輝鉬礦。早階段的蝕變主要有硅化、鉀化。

圖2 勞家溝鉬礦區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)王立明等，2009)Fig.2 Schematic geological map of the Laojiagou Mo deposit(after Wang et al.，2009)1－第四系;2－上侏羅統(tǒng)滿克頭鄂博組;3－中二疊統(tǒng)大石寨組;4－早白堊世流紋斑巖;5－早白堊世花崗斑巖、石英斑巖;6－早白堊世細(xì)粒閃長巖、閃長玢巖;7－晚侏羅世中細(xì)粒斑狀二長花崗巖;8－中細(xì)粒二長花崗巖;9－花崗斑巖脈;10－流紋斑巖脈;11－礦體及編號;12－勘探線和鉆孔位置1－Quaternary System;2－Upper Jurassic Series Manketouebo Group;3－Lower Permian Dashizhai Group;4－Early Cretaceous rhyolite porphyry;5－Early Cretaceous granite and quartz porphyry;6－Early Cretaceous fine－grained diorite and diorite porphyrite;7－Late Jurassic fine－grained porphyrytic monzogranite;8－fine－grained monzogranite;9－granite porphyry vein;10－rhyolite porphyry vein;11－ore body and its number;12－prospecting lines and location of borehole

圖3 勞家溝鉬礦礦石結(jié)構(gòu)構(gòu)造圖Fig.3 Photos showing ore texture and structure in the Laojiagou Mo deposita－早階段薄膜狀輝鉬礦;b－隱爆角礫巖中細(xì)脈狀輝鉬礦;c－閃鋅礦交代前期粗粒黃銅礦，并隨著溫度降低熔離出乳滴狀黃銅礦;d－中階段生長于石英細(xì)脈兩壁上的細(xì)脈狀輝鉬礦和團塊狀黃銅礦;e－中階段的黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦;f－早階段純輝鉬礦細(xì)脈;g－早階段石英細(xì)脈中團塊狀輝鉬礦;h－毛發(fā)狀結(jié)構(gòu)輝鉬礦;Ccp－黃銅礦;Gn－方鉛礦;Mo－輝鉬礦;Sp－閃鋅礦a－film－like molybdenite of early stage;b－veinlet molybdenite in crypto－explosive breccia;c－sphalerite replaces coarse chalcopyrite formed earlier，as the temperature drops，emulsion droplet－like sphalerite liquates from chalcopyrite;d－veinlet molybdenite and cloddy chalcopyrite on the wall of the mid－stage quartz vein;e－chalcopyrite，sphalerite and galena of mid－stage;f－pure molybdenite vein of early stage;g－cloddy molybdenite on the wall of early－stage quartz vein;h－h(huán)airlike molybdenite;Ccp－chalcopyrite;Gn－galena;Mo－molybdenite;Sp－sphalerite

(2)中階段:由石英－多金屬硫化物組成。金屬硫化物主要有黃銅礦、輝鉬礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦，伴生的脈石礦物主要有石英、絹云母、綠泥石、白云母。根據(jù)礦石組構(gòu)，將中階段劃分為兩個亞階段:早期為石英－黃銅礦－黃鐵礦－輝鉬礦階段，石英細(xì)脈兩側(cè)發(fā)育浸染狀、團塊狀黃銅礦，浸染狀黃鐵礦和細(xì)脈狀輝鉬礦;晚期為石英－閃鋅礦－方鉛礦階段，閃鋅礦和方鉛礦交代早期的黃鐵礦黃銅礦，形成交代結(jié)構(gòu)，隨著溫度降低，閃鋅礦中還熔離出乳滴狀的黃銅礦。中階段蝕變類型包括硅化、絹云母化、綠泥石化。

(3)晚階段:由石英－方解石組成。石英和方解石填充前期形成的裂隙，構(gòu)成石英－方解石細(xì)脈。細(xì)脈中除偶見極少量黃鐵礦外，無金屬硫化物。

4 流體包裹體研究

4.1 樣品采集和研究方法

本次所采樣品為勞家溝鉬礦區(qū)6個鉆孔的巖心和1個探槽中的含礦石英脈，涵蓋了不同成礦階段、不同類型的細(xì)脈。將樣品磨制成雙面拋光的光薄片，在礦相學(xué)和流體包裹體巖相學(xué)觀察的基礎(chǔ)上，選取其中代表不同成礦階段的、流體包裹體發(fā)育良好的19件光薄片進(jìn)行顯微測溫，其中早階段7件，中階段8件，晚階段4件，并對不同成礦階段的典型流體包裹體進(jìn)行了單個包裹體激光拉曼探針成分分析。

流體包裹體的巖相學(xué)觀察和顯微測溫在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)流體包裹體實驗室進(jìn)行。巖相學(xué)觀察使用的儀器為德國ZEISS公司生產(chǎn)的Axioskop 40正交偏光、反光顯微鏡和Axiolab型正交偏光顯微鏡，放大倍數(shù)為100～800倍;顯微測溫使用的是英國Linkam THMSG600型冷熱臺，并利用美國FLUIDINC公司提供的人工合成流體包裹體標(biāo)樣樣品對冷熱臺進(jìn)行了溫度標(biāo)定，該冷熱臺的溫控范圍為－196～+600℃，冰點溫度誤差為±0.1℃，均一溫度誤差小于±2℃。流體包裹體測試過程中，升、降溫速率為0.2～5℃·min－1。

單個包裹體激光拉曼光譜測定在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)激光拉曼實驗室完成。采用英國Renishaw公司生產(chǎn)的RM－2000型激光拉曼探針儀，使用Ar+激光器，波長514 nm，所測光譜的計數(shù)時間為10 s，每1 cm－1(波數(shù))計數(shù)一次，100～4000 cm－1全波段一次取峰，激光束斑大小約為1 μm，光譜分辨率2 cm－1。

4.2 流體包裹體巖相學(xué)

勞家溝斑巖鉬礦各階段含礦石英細(xì)脈中發(fā)育大量類型豐富的流體包裹體(圖4)。根據(jù)室溫條件下流體包裹體的分布特征和形態(tài)特征，將其分為原生包裹體、次生包裹體和假次生包裹體3大類。其中原生包裹體隨機分布，成群或孤立產(chǎn)出，粒徑相對較大，長軸一般為5～15 μm，少數(shù)達(dá)20 μm以上，最大者長達(dá)42 μm;次生包裹體主要沿切穿寄主礦物顆粒的裂隙呈線狀分布，粒徑相對較小，一般為2～4 μm;假次生包裹體的特征與次生包裹體的相似，但其分布不切穿寄主礦物顆粒。本次主要選取原生包裹體進(jìn)行研究。根據(jù)流體包裹體在室溫下的相組成可分為氣相水包裹體(PV)、液相水包裹體(PL)、CO2－H2O三相包裹體(C)、富液相水溶液包裹體(L)、富氣相水溶液包裹體(V)、含子礦物多相包裹體(S)。

其中，PV類包裹體數(shù)量少，發(fā)育于早中階段的石英細(xì)脈中;室溫下呈深色，形態(tài)呈橢圓形或不規(guī)則形，頗具立體感，長軸長4～12 μm，充填度接近于0。PL類包裹體數(shù)量少，發(fā)育于早中階段的石英細(xì)脈中;室溫下顏色較淡，四邊形或不規(guī)則形，大小主要為4～8 μm，充填度接近于1。C類包裹體數(shù)量極少，發(fā)育于早階段的石英細(xì)脈中;形態(tài)為負(fù)晶形，大小4 μm，室溫下呈三相，充填度為0.9。L類包裹體大量發(fā)育于各成礦階段的石英細(xì)脈中，少量發(fā)育于成礦晚階段的方解石中;形態(tài)主要有不規(guī)則形、長條形、透鏡狀、負(fù)晶形，大小集中在6～12 μm，充填度主要為0.7～0.9。V類包裹體數(shù)量相對較少，發(fā)育于各成礦階段的石英細(xì)脈中;形態(tài)有不規(guī)則形、豆莢狀、負(fù)晶形，大小為4～10 μm，充填度主要為0.2～0.4，均一方式多樣，既可均一到氣相，也可均一到液相。S類包裹體數(shù)量與V類包裹體相當(dāng)，發(fā)育于早中階段的石英細(xì)脈中;室溫下呈3相，形態(tài)一般不規(guī)則，大小集中在6～10 μm和18～25 μm，極少數(shù)甚至可達(dá)42 μm，子晶有石鹽(立方體)、硬石膏(板條狀)、不明透明礦物，極少量不透明礦物;充填度一般為0.7～0.8，子礦物個數(shù)一般為1個，極少數(shù)含2個。

圖4 勞家溝鉬礦典型流體包裹體顯微照片F(xiàn)ig.4 Microphotographs of typical fluid inclusions from the Laojiagou Mo deposita－L類和PV類包裹體;b－S類包裹體，子礦物未知;c－方解石中的L類包裹體;d－L類、PV類、S類包裹體密切共生，顯示出沸騰包裹體群的特征;e－負(fù)晶形的C類包裹體;f－L類、和S類包裹體共存，S類包裹體的子礦物未知;g－含硬石膏的S類包裹體;h－含石鹽的S類包裹體和L類包裹體共生;i－含石鹽的S類包裹體;L－液相水;V－氣相水;S－未知子礦物;H－石鹽;An－硬石膏a－L－type and PV－type FI;b－S－type FI containing unknown daughter mineral;c－L－type FI in calcite;d－L－type，PV－type and S－type FI’s closely association，implying boiling;e－C－type FI with negative crystal;f－L－type and S－type FI are closely associated，and the daughter mineral is unknown;g－S－type FI containing anhydrite;h－S－type FI containing halite and L－type FI;i－S－type FI－L－liquid H2O;V－vapor H2O;S－unknown daughter mineral;H－h(huán)alite;An－anhydrite

各階段含礦石英細(xì)脈中流體包裹體數(shù)量不均、類型組合不同。早階段的石英－黃鐵礦±輝鉬礦細(xì)脈中流體包裹體極為豐富，類型多樣，以L類、V類、S類包裹體居多，少量PV類、PL類包裹體，C類包裹體極少。該階段L類包裹體十分發(fā)育，占70%～80%，充填度一般為0.6～0.9，變化范圍較寬;S類包裹體的子礦物為立方體、淡綠色的石鹽，板條狀的硬石膏及一些渾圓狀或其它形態(tài)的未知透明礦物，子礦物所占相比約為5%～10%。中階段的石英－多金屬硫化物細(xì)脈中L類包裹體很發(fā)育，充填度與早階段相比沒有明顯差異，而S類包裹體數(shù)量相對減少，子礦物主要為橢圓、渾圓的不明礦物，少量石鹽，極少量不透明礦物。晚階段石英和方解石中流體包裹體數(shù)量明顯減少，且絕大多數(shù)為充填度較高的L類包裹體。早中階段石英中，在同一視域內(nèi)可觀察到S類、不同充填度L類、V類包裹體等密切共生，可能是沸騰包裹體。此外，值得一提的是，在早中階段石英細(xì)脈中含有部分由暗色的氣泡，多個不規(guī)則白色固體和流體組成的包裹體，推測其可能為流體熔融包裹體。

4.3 顯微測溫結(jié)果

本次對勞家溝鉬礦各成礦階段共352個流體包裹體進(jìn)行了顯微測溫分析，共獲得冰點溫度243件，均一溫度329件，其中早階段151個，冰點溫度87件，均一溫度142件，中階段144個，冰點溫度120件，均一溫度130件，晚階段42個，冰點溫度36件，均一溫度57件(圖5，表1)。

圖5 勞家溝鉬礦不同成礦階段流體包裹體均一溫度和鹽度直方圖Fig.5 Histograms of homogenization temperature and salinity for fluid inclusions of different stages in the Laojiagou Mo deposit

表1 勞家溝鉬礦流體包裹體顯微測溫結(jié)果Table 1 Microthermomeric data of fluid inclusions from the Laojiagou porphyry Mo deposit

對于氣液兩相流體包裹體，其鹽度和密度根據(jù)冰點按照劉斌(1999)的公式計算。對于含子礦物流體包裹體，其鹽度按Hall(1988)石鹽熔化溫度與鹽度的關(guān)系式計算。

早階段所占比例最大的L類包裹體均一溫度集中在320～380℃，均一至液相，冰點溫度集中在－3～－7℃，相應(yīng)鹽度6～16 wt%NaCleqv，密度0.6～0.8 g/cm3。V類包裹體大多數(shù)均一至氣相，個別均一至液相，均一溫度主要為380～420℃，鹽度較分散，變化范圍為3.7～16.58 wt%NaCleqv，密度為0.59～0.87 g/cm3。所測的26個S類包裹體都是氣液先均一，再是子晶熔化、消失。氣泡消失的溫度普遍為320～370℃，極個別為200～260℃，子礦物除了2個石鹽分別在447℃、495℃消失，1個石鹽到550℃還未熔完外，其余加熱到550℃仍無明顯變化。根據(jù)子晶熔化溫度查表得到鹽度為52.89 wt%NaCleqv、59.09wt%NaCleqv、＞66.75wt% NaCleqv。早階段極少量的C類包裹體，呈負(fù)晶形，由于個體太小(4 μm)，只測出了部分均一溫度31℃，完全均一溫度410℃，而未能測出初溶溫度和籠形物消失溫度。

中階段L類包裹體仍然很發(fā)育，均一溫度范圍較早階段更寬，為280～380℃，冰點溫度變化范圍也較寬，相對而言較集中于－2.5～－5℃，相應(yīng)鹽度為5～15 wt%NaCleqv，密度主要為0.6～0.7 g/cm3。V類包裹體均一方式多樣，均一溫度集中在320～380℃，鹽度主要為2～6wt%NaCleqv，密度為0.5～0.7 g/cm3。S類包裹體氣泡先消失，消失溫度較為分散:121℃、214～276℃、300～327℃、354～389℃，而子礦物在加熱到550℃也無明顯變化，相應(yīng)鹽度為＞66.75wt%NaCleqv。

晚階段L類包裹體均一溫度普遍較低，主要為160～250℃，冰點溫度集中在－0.2～－1.5℃，對應(yīng)鹽度為0.5～5wt%NaCleqv，密度為0.75～1 g/cm3。

4.4 流體包裹體成分

本次選取不同階段不同類型流體包裹體進(jìn)行激光拉曼光譜測定(圖6)。早階段L類包裹體的液相中檢測出H2O峰和CO32－峰(1065 cm－1)，氣相中有H2O峰和CO2峰(1387 cm－1和1284 cm－1);PV類包裹體中檢測出 CO2峰(1387 cm－1和 1284 cm－1)。中階段L類包裹體的液相中檢測出H2O峰和CO2峰(1387 cm－1和1284 cm－1)，氣相中有H2O峰和CO2峰(1387 cm－1和1284 cm－1)。S類包裹體的氣液相除H2O峰外，基本無其它成分。

5 討論

5.1 成礦流體組成、來源及演化

勞家溝鉬礦床的L類、V類、PV類、PL類包裹體的氣液相成分主要是H2O，部分L類、V類和PV類包裹體的氣相中含CO2，L類的液相中含CO32－，S類包裹體的子礦物主要為石鹽、硬石膏及其它未知透明、不透明礦物，由此可推知，勞家溝鉬礦成礦流體的成分包括:H2O、CO2、CO32－、Na+、Cl－、Ca2+、及一些金屬元素。

圖6 勞家溝鉬礦流體包裹體拉曼圖譜Fig.6 Laser Raman spectra of fluid inclusions from the Laojiagou Mo deposit

顯微測溫表明，勞家溝鉬礦早中成礦階段流體包裹體的均一溫度集中在300～400℃，鹽度主要集中在6～16wt%NaCleqv和52.89～＞66.75wt%NaCleqv兩個區(qū)間。巖相學(xué)和激光拉曼光譜分析顯示流體包裹體含CO2。硬石膏子晶的出現(xiàn)說明硫元素是以+6價的形式存在，表明氧逸度較高。由此可見，勞家溝鉬礦的成礦流體為以高溫、高鹽度、高氧逸度、含CO2為特征的巖漿熱液型流體。

上述高溫高鹽度流體具有很強的攜帶金屬的能力(盧煥章等，2004)，對其形成機理，Bodnar(1994)認(rèn)為主要有三種:一是直接在巖漿的高溫條件下產(chǎn)生;二是通過液相不混溶作用而形成;三是在巖漿結(jié)晶晚階段從淺部巖漿中出溶。在勞家溝鉬礦床早、中階段的含礦石英細(xì)脈中，流體熔融包裹體與L、V、S類包裹體緊密共生，且沒有巖相學(xué)證據(jù)證明它們捕獲于不同期次，表明捕獲時是一種熔體與流體不混溶的狀態(tài)(顧雪祥等，2010)。此外，早、中階段V、S和不同充填度L類包裹體密切共生，雖然部分S類包裹體的子礦物在加熱到550℃也不消失，但總的來說，L類、V類和少量S類包裹體的均一溫度相近，均一方式多樣，而鹽度相差懸殊(圖7)，顯示出沸騰包裹體特征。沸騰流體是不均勻流體的一種特殊類型(張振亮等，2008)，表明捕獲的流體是發(fā)生過不混溶作用造成相分離的不均勻流體。

圖7 勞家溝鉬礦各成礦階段流體包裹體鹽度－均一溫度散點圖Fig.7 Salinity－h(huán)omogenization temperature diagram of fluid inclusions from the Laojiagou Mo deposit

從前面的流體包裹體巖相學(xué)、顯微測溫分析和激光拉曼光譜分析可以發(fā)現(xiàn):(1)早階段流體包裹體類型十分豐富，中階段較早階段相對缺少C類包裹體，且S類包裹體有所減少，晚階段絕大多數(shù)為充填度較大的L類包裹體。(2)早階段包裹體均一溫度集中在320～420℃，中階段大多為280～400℃，晚階段則普遍較低(160～250℃)。(3)早階段的L類和V類包裹體鹽度主要為6～16wt%NaCleqv，S類包裹體鹽度為52.89～＞66.75wt%NaCleqv，中階段L類和V類包裹體鹽度集中在5%～15wt%NaCleqv，S類包裹體鹽度＞66.75wt%NaCleqv，而晚階段的鹽度則降低至0.5%～5wt%NaCleqv。(4)早階段S類包裹體的子礦物包括部分代表氧逸度較高的板條狀硬石膏，而中階段此類子礦物卻未發(fā)現(xiàn);且中階段大量金屬硫化物沉淀，表明流體的還原性增強。由上述不同成礦階段流體包裹體特征，我們不難得出勞家溝鉬礦成礦流體的演化規(guī)律:早階段高溫、高鹽度、高氧逸度、富CO2→中階段中高溫、高鹽度、含CO2→晚階段中低溫、低鹽度、貧CO2。

5.2 成礦溫壓估算

通常認(rèn)為均一溫度和均一壓力只能代表成礦溫度和壓力的下限，應(yīng)用時需對其進(jìn)行校正，但對于沸騰包裹體而言，均一溫度和壓力基本代表了捕獲時流體的溫壓(張文淮等，1993)。早階段包裹體均一溫度集中在 320～420℃，中階段大多為 280～400℃，前文已闡明勞家溝鉬礦早、中階段都發(fā)育沸騰包裹體群，因此本文擬將流體包裹體的均一溫度近似看作成礦溫度，亦即勞家溝鉬礦的成礦溫度為280～420℃。

氣液兩相包裹體在早中晚階段的石英細(xì)脈中均有發(fā)育，根據(jù)其均一溫度和鹽度，按劉斌(1999)計算NaCl水溶液包裹體均一壓力的公式估算出均一壓力(表2)。從計算結(jié)果可以看出從早階段到晚階段，成礦壓力逐漸減小。

激光拉曼光譜分析表明S類包裹體除H2O以外，基本沒有其它絡(luò)陰離子和揮發(fā)組分，因此將其近似看作H2O－NaCl體系。顯微測溫表明勞家溝鉬礦成礦階段石英細(xì)脈的S類包裹體都是由子礦物的消失而均一。Becker(2008)認(rèn)為由只捕獲液相的包裹體估算出的壓力能近似代表捕獲壓力，而由捕獲石鹽和液相的包裹體估算出的壓力會比實際捕獲壓力高。子礦物后于氣泡消失而均一的S類包裹體，Rodder(1984)認(rèn)為其形成方式可能有三種:一是捕獲NaCl不飽和流體，捕獲后，隨著溫度降低，石鹽逐漸結(jié)晶;二是捕獲NaCl飽和流體，或含少量石鹽的NaCl過飽和流體;三是可能在含子礦物包裹體發(fā)生卡脖子時捕獲的。從前文流體包裹體巖相學(xué)和顯微測溫分析可以看出:勞家溝鉬礦S類包裹體的氣液均一溫度與子晶熔化溫度相差較大，若捕獲NaCl飽和流體，則這兩種溫度相差應(yīng)不大;勞家溝鉬礦的S類包裹體子晶所占包裹體體積比一般為5～10%，若捕獲的是含少量石鹽子晶的NaCl過飽和流體，則此類包裹體中的子晶應(yīng)大小不一;同樣的原因，卡脖子也不能合理解釋。因此，對于勞家溝鉬礦的S類包裹體形成方式，本文認(rèn)為第一種可能性較大。

表2 勞家溝鉬礦流體包裹體壓力及深度估算結(jié)果Table 2 Pressure and estimated depth of fluid inclusions from the Laojiagou Mo deposit

按照氣液均一溫度 ThL－V、石鹽消失溫度Tmhalite和壓力三者之間的關(guān)系對S類包裹體的最小捕獲壓力進(jìn)行估算。結(jié)果顯示勞家溝鉬礦S類包裹體的最小捕獲壓力為150～220MPa，按靜巖壓力估算深度大約為5～7km。該壓力值明顯高于通常所認(rèn)為的斑巖礦床的成礦深度(1～5km)，但也有學(xué)者總結(jié)國內(nèi)外斑巖礦床的成礦深度后指出，斑巖礦床的成礦深度實際變化很大，可從小于1km的火山型斑巖礦床到深達(dá)10km的深成型斑巖礦床，并且不同礦種的斑巖礦床，其形成深度也不盡相同，一般地，淺部形成斑巖銅礦床，較深部形成斑巖鉬礦床。此外，由于Cu是相容元素，隨著侵位較深的巖漿緩慢冷卻，Cu會進(jìn)入鎂鐵質(zhì)礦物中，而不能在巖漿中富集起來;Mo較Cu而言是不相容元素，深侵位巖漿緩慢演化能使Mo相對富集在晚期結(jié)晶的巖漿中。因此侵位較深的巖體易形成富Mo貧Cu的礦床。勞家溝鉬礦富Mo貧Cu，這與5～7km的侵位深度也相吻合。

5.3 成礦構(gòu)造背景

目前雖然尚無勞家溝鉬礦輝鉬礦的年齡數(shù)據(jù)，但借鑒與其毗鄰的具有相似地質(zhì)背景的敖侖花斑巖銅鉬礦床(輝鉬礦Re－Os同位素等時線年齡132± 1Ma，馬星華等，2009;129.4±3.4Ma，舒啟海等，2009)和半砬山斑巖鉬礦床的成礦年齡(含礦花崗閃長斑巖鋯石U－Pb年齡133.5±1.7Ma，張曉靜等，2010)，推測其成礦時間很可能為早白堊世。

馬星華等(2009)對西拉木倫河斷裂兩側(cè)主要金屬礦床的成礦年齡進(jìn)行了統(tǒng)計，結(jié)果顯示130～150Ma是西拉木倫河斷裂與大興安嶺主脊斷裂交匯處的成礦高峰期，這與前人提出的140Ma左右(毛景文等，2005)、138Ma左右(曾慶棟等，2009b)、140～120Ma(Zhang et al.，2009;張連昌等，2010)基本一致。在這短短20Ma的時間內(nèi)，該區(qū)成礦規(guī)模大，礦化類型多樣，除了敖侖花斑巖銅鉬礦和半砬山斑巖鉬礦外，還有小東溝斑巖鉬礦(輝鉬礦Re－Os同位素等時線年齡138.1±2.8Ma，覃鋒等，2008)，碾子溝石英脈型鉬礦床(輝鉬礦Re－Os同位素等時線年齡154.3±3.6Ma，張作倫等，2009)，雞冠山斑巖鉬礦(輝鉬礦Re－Os等時線年齡155Ma，Wu et al.，2010)等。

西拉木倫成礦帶成礦作用集中發(fā)生于燕山中晚期，其形成原因必然與該區(qū)構(gòu)造演化及該地質(zhì)歷史時期特定的構(gòu)造背景密切相關(guān)。本區(qū)處于EW向古生代古亞洲洋構(gòu)造－成礦域與NNE向中新生代濱西太平洋構(gòu)造－成礦域的強烈疊加、復(fù)合和轉(zhuǎn)換，經(jīng)歷了古生代以來的造山過程和中生代的陸內(nèi)伸展和環(huán)太平洋構(gòu)造－巖漿作用的疊加。古生代，華北板塊與西伯利亞板塊之間經(jīng)歷了古亞洲洋的發(fā)生、發(fā)展和消亡，大致在二疊紀(jì)最終閉合形成中亞造山帶。中生代，該區(qū)的動力學(xué)機制發(fā)生了重大轉(zhuǎn)折:構(gòu)造體制由擠壓為主轉(zhuǎn)變?yōu)橐陨煺篂橹?構(gòu)造線由近EW轉(zhuǎn)變?yōu)镹E及NNE;動力學(xué)過程由不同陸塊間的拼合為主轉(zhuǎn)換為陸內(nèi)構(gòu)造過程為主;進(jìn)一步研究表明(翟明國等，2004;毛景文等，2005)，140～150Ma左右是中國東部由古亞洲洋構(gòu)造域向濱太平洋構(gòu)造域轉(zhuǎn)變的重要時期;同時，蒙古－鄂霍茨克海閉合、古太平洋板塊向西俯沖及興蒙造山帶造山后伸展作用形成的東西向構(gòu)造的再活動三者的聯(lián)合作用也可能是西拉木倫成礦帶的主要控制因素(張連昌等，2010)。總體看來，本區(qū)早白堊世之前的構(gòu)造演化趨勢大致為:碰撞擠壓→擠壓－伸展轉(zhuǎn)變→伸展。在華北克拉通東部廣泛發(fā)育早白堊世強烈的花崗質(zhì)巖漿作用和大規(guī)模金成礦作用，大面積拉伸盆地和變質(zhì)核雜巖，表明在早白堊世時期在華北克拉通東部經(jīng)歷了強烈的伸展、變形、巖漿和成礦熱事件;敖侖花鉬銅礦(馬星華等，2009)和半砬山鉬礦(張曉靜等，2010)鋯石Hf同位素組成顯示流紋斑巖和花崗閃長斑巖的εHf(t)分別集中在+3.5～+9.8，+2～+3.5左右，說明巖漿來源于虧損地幔新增生的地殼物質(zhì))表明早白堊世將伸展的勢頭演繹到了極至。

綜上所述，該區(qū)早白堊世的構(gòu)造背景為巖石圈強烈減薄，巖石圈的強烈減薄必然會導(dǎo)致軟流圈地幔的上涌，從而引起上部巖石圈物質(zhì)的部分熔融而形成強烈的巖漿活動，同時伴生大規(guī)模的流體成礦作用。

5.4 成礦機制

前文已述及，該區(qū)早白堊世巖石圈強烈減薄，這勢必會誘發(fā)強烈的巖漿侵入活動。在巖漿晚期演化過程中，隨著溫度壓力降低，硅酸鹽子礦物晶出，揮發(fā)分/硅酸鹽熔體比逐漸升高，當(dāng)巖漿中揮發(fā)分達(dá)到過飽和時發(fā)生液態(tài)不混溶，形成了具有很強攜帶金屬的能力的含礦氣水熱液和殘余的硅酸鹽熔體。

流體演化早階段，流體中硅酸鹽組分含量相對較高，晶出的礦物主要是一些架狀硅酸鹽礦物和氧化物如石英、鉀長石，因此蝕變類型主要表現(xiàn)為硅化和鉀長石化。該階段含礦氣水熱液處在相對封閉的體系中，內(nèi)部壓力不斷積聚增大，當(dāng)流體壓力大于上覆巖石的抗破裂強度時，將導(dǎo)致水力壓裂作用(顧雪祥等，2010)，進(jìn)而使體系由封閉轉(zhuǎn)為開放，壓力迅速減小，流體沸騰。封閉體系由于構(gòu)造作用形成的斷裂也能起同等作用。沸騰過程中氣相H2O、H2S、CO2、HCl等酸性組分從均一流體相中逸出，流體pH值升高，溫度降低，鹽度升高。pH值升高和溫度降低有利于金屬絡(luò)合物分解，導(dǎo)致黃鐵礦、輝鉬礦沉淀。隨后，斷裂或水力壓裂形成的構(gòu)造空間逐步被大量沉淀的石英和硫化物充填成脈，后來上升的流體其通道被堵塞，開放體系又恢復(fù)為封閉體系，沸騰作用停止。

隨著流體溫度降低，堿金屬離子和OH－的大量消耗使流體酸性程度增高，酸性流體廣泛與長石礦物反應(yīng)，表現(xiàn)出以硅化、絹云母化、綠泥石化為主的蝕變類型。中階段隨著流體的演化，也經(jīng)歷了一次類似早階段的流體沸騰作用，并且中階段流體由于氧逸度相對較低，S2－活度相對較高，有利于金屬硫化物沉淀，因此形成了大量的黃鐵礦、黃銅礦、輝鉬礦等，與同期形成的石英充填裂隙構(gòu)成石英－硫化物脈。

隨著早、中階段大量金屬硫化物沉淀，流體中的成礦物質(zhì)基本消耗殆盡，加上熱量的損耗、沸騰作用CO2的逸失、地下水的不斷混入，晚階段的流體儼然變成中低溫、低鹽度、貧CO2、含微量成礦元素的大氣降水熱液。從巖體中淋濾出來的大量Na+、Ca2+、Fe2+、Mg2+等組分和流體中一定量的H2O、CO2、H2S等與細(xì)粒二長花崗巖、黑云母二長花崗巖反應(yīng)，形成綠泥石、綠簾石、方解石等，若有酸性流體的加入，還會形成絹云母，這些礦物一起構(gòu)成碳酸鹽化－絹云母化－綠泥石化－綠簾石化蝕變帶。晚階段基本沒有金屬硫化物形成。

6 結(jié)論

(1)勞家溝斑巖鉬礦的流體包裹體十分發(fā)育，類型多樣。早階段的石英細(xì)脈中發(fā)育氣相水包裹體(PV)、液相水包裹體(PL)、CO2－H2O三相包裹體(C)、富液相水溶液包裹體(L)、富氣相水溶液包裹體(V)、含子礦物多相包裹體(S)，子礦物包括石鹽、硬石膏及其它不明礦物;中階段較早階段缺少C類包裹體;而晚階段的石英－方解石細(xì)脈中流體包裹體發(fā)育較少，且類型單一，只有L類和少量V類。

(2)勞家溝鉬礦的成礦流體為以高溫、高鹽度、高氧逸度、含CO2為特征的典型巖漿熱液型流體，從早到晚其演化規(guī)律為:早階段高溫(320～＞550℃)、高鹽度(6～16wt%NaCleqv、＞66.75wt%Na-Cleqv)、高氧逸度、富CO2→中階段中高溫(280～＞550℃)、高鹽度(5～15wt%NaCleqv、＞66.75wt%Na-Cleqv)、含CO2→晚階段中低溫(160～250℃)、低鹽度(0.5～5wt%NaCleqv)、貧CO2。

(3)本文利用 S類包裹體的氣液均一溫度ThL－V、石鹽消失溫度Tmhalite和壓力三者之間的關(guān)系對其最小捕獲壓力進(jìn)行估算，結(jié)果顯示成礦深度大約為5～7km。

(4)勞家溝斑巖鉬礦的成礦機制大致為:燕山期區(qū)域巖石圈減薄誘發(fā)強烈的巖漿侵入活動;巖漿在侵入晚期發(fā)生液態(tài)不混溶作用形成高溫、高鹽度、高氧逸度、富CO2的含礦氣水熱液，在地殼急劇快速抬升期間流體多次減壓沸騰，導(dǎo)致成礦物質(zhì)沉淀。

致謝

流體包裹體測溫和激光拉曼光譜測試工作分別得到了中國地質(zhì)大學(xué)(北京)諸惠燕老師和劉麗老師的熱心幫助。在此一并深表謝意。

［注釋］

王立明，柳皆兵.2009.內(nèi)蒙古阿魯科爾沁旗勞家溝礦區(qū)鉛鋅多金屬礦探礦權(quán)擴界申請報告［R］.

Becker S P，F(xiàn)all A，Bodnar R J.2008.Synthetic fluid inclusions:XVII.PVTX properties of high salinity H2O－NaCl solutions(＞30wt% NaCl):Application to fluid inclusions that homogenize by halite disappearance from porphyry copper and other hydrothermal ore deposits［J］.Economic Geology，103(3):539－554

Bodnar R J.1994.Synthetic fluid inclusions:XII.Experimental determination of the liquidus and isochor for a 40wt%H2O－NaCl solution［J］.Geochimica et Cosmachimica Acta，58:1053－1063

Chen Wei－Jun，Liu Jian－ming，Liu Hong－tao，Sun Xing－guo，Zhang Rui－bin，Zhang Zuo－lun，Qin Feng.2010.Geochronology and fluid inclusion study of the Jiguanshan porphyry Mo deposit，Inner Mongolia［J］.Acta Petrologica Sinica，26(5):1423－1436(in Chinese with English abstract)

Chu Shao－xiong，Zeng Qing－dong，Liu Jian－ming，Zhang Wei－qing，Zhang Zuo－lun，Zhang Song，Wang Zai－cong.2010.Characteristics and its geological significance of fluid inclusions in Chehugou porphyry Mo－Cu deposit，Xilamulun molybdenum metallogenic belt［J］.Acta Petrologica Sinica，26(8):2465－2481(in Chinese with English abstract)

Gu Xue－xiang，Liu Li，Dong Shu－yi，Zhang Yong－mei，Li Ke，Li Bao－h(huán)ua.2010.Immiscibility during mineralization Yinan Au－Cu－Fe deposit，Shandong Province:Evidence from fluid inclusions and H2O isotopes［J］.Mineral Deposits，29(1):43－57(in Chinese with English abstract)

Hall DL，Sterner SM and Bodnar RJ.1988.Freezing point depression of NaCl－KCl－H2O solutions［J］.Economic Geology，83(1):197－202

Liu Bin，Shen Kun.1999.Fluid Inclusion Thermodynamics［M］.Beijing: Geological Publishing House:1－290(in Chinese)

Liu Jian－ming，Zhang Rui，Zhang Qing－zhou.2004.The regional metallogeny characteristics of Daxinganling，China［J］.Earth Science Frontiers(China University of Geosciences，Beijing)，11(3):269－277(in Chinese with English abstract)

Lu Huan－zhang，F(xiàn)an Hong－rui，Ni Pei，Ou Guang－xi，Shen K，Zhang WH.2004.Fluid Inclusion［M］.Beijing:Science Press:147－274 (in Chinese)

Ma Xing－h(huán)ua，Chen Bin，Lai Yong，Lu Ying－h(huán)uai.2009.Petrogenesis and mineralization chronology study on the Aolunhua porphyry Mo deposit，Inner Mongolia，and its geological implications［J］.Acta Petrologica Sinica，25(11):2939－2950(in Chinese with English abstract)

Mao Jing－wen，Xie Gui－qing，Zhang Zuo－h(huán)eng，Li Xiao－feng，Wang Yi－tian，Zhang Chang－qing，Li Yong－feng.2005.Mesozoic large－scale metallogenic pulses in North China and corresponding geodynamic settings［J］.Acta Petrologica Sinica，21(1):0169－0188(in Chinese with English abstract)

Qin Feng，Liu Jian－ming，Zeng Qing－dong，Zhang Rui－bin.2008.The metallogenic epoch and source of ore－forming materials of the Xiaodonggou porphyry molybdenum deposit，Inner Mongolia［J］.Geoscience，22(2):173－180(in Chinese with English abstract)

Roedder E.1984.Fluid inclusions.Reviews in mineralogy 12，Mineralogical Society of America［M］.Michigan:Book Crafters，Inc.:1－644 Rui Zong－yao，Li Meng－qing，Wang Long－sheng，Wang Yi－tian.2003.Approach to ore－forming conditions in light of ore fluid inclusions［J］.Mineral Deposits，22(1):13－23(in Chinese with English abstract)

Rusk B G，Reed M H，Dills J H.2008.Fluid inclusion evidence for magmatic－h(huán)ydrothermal fluid evolution in the porphyry copper－molybdenum deposit at Butte，Montana［J］.Economic Geology，103(2): 307－334

Shu Qi－h(huán)ai，Jiang Lin，Lai Yong，Lu Ying－h(huán)uai.2009.Geochronology and fluid inclusion study of the Aolunhua porphyry Cu－Mo deposit in Arhorqin Area，Inner Mongolia［J］.Acta Petrologica Sinica，25 (10):2601－2614(in Chinese with English abstract)

Wu Hua－ying，Zhang Lian－chang，Chen Zhi－guang，Wan Bo.2008.Geochemistries，tectonic setting and mineralization potentiality of the ore－bearing monzogranite in the Kulitu molybdenum(copper)deposit of Xar maron metallogenic belt，Inner Mongolia［J］.Acta Petrologica Sinica，24(4):0867－0878(in Chinese with English abstract)

Wu Hua－ying，Zhang Lian－chang，Chen Zhi－guang，Wan Bo，Xiang Peng，Zhang Xiao－jing.2010.Hypersaline，high－oxygen fugacity and F－rich fluid inclusions in Jiguanshan porphyry molybdenum deposit，Xilamulun metallogenic belt［J］.Acta Petrologica Sinica，26 (5):1363－1374(in Chinese with English abstract)

Wu Hua－ying，Zhang Lian－chang，Wan Bo，Chen Zhi－guang，Xiang Peng，Du An－dao，Qu Wen－jun.2011.Re－Os and40Ar/39Ar ages of the Jiguanshan porphyry Mo deposit，Xilamulun metallogenic belt，NE China，and constraints on mineralization events［J］.Miner Deposita，46:171－185

Zhai Ming－guo，Meng Qing－ren，Liu Jian－ming，Hou Quan－lin，Hu Sheng－biao，Li Zhong，Zhang Hong－fu，Liu Wei，Shao Ji－an，Zhu Ri－xiang.2004.Geological features of Mesozoic tectonic regime inversion in Eastern North China and implication for geodynamics［J］.Earth Science Frontiers(China University of Geosciences，Beijing)，11(3):285－297

Zeng Qing－dong，Liu Jian－ming，Zhang Zuo－lun，Qin Feng，Chen Wei－jun，Zhang Rui－bin，Yu Chang－ming，Ye Jie.2009.Ore－forming time of the Jiguanshan porphyry molybdenum deposit，northern margin of North China Craton and the Indosinian mineralization［J］.Acta Petrologica Sinica，25(2):0393－0398(in Chinese with English abstract)

Zeng Qing－dong，Liu Jian－ming，Zhang Zuolun，Chen Wei－jun，Qin Feng，Zhang Rui－bin，Yu Wen－bin，Zhang Xiao－h(huán)ui，Zhai Ming－guo.2009.Mineralizing types，geological characteristics and geodynamic background of molybdenum deposits in Xilamulun molybdenum metallogenic polymetal belt on northern margin of North China Craton［J］.Acta Petrologica Sinica，25(5):1225－1238(in Chinese with English abstract)

Zhang Lian－chang，Wu Hua－ying，Xiang Peng，Zhang Xiao－jing，Chen Zhi－guang，Wan Bo.2010.Ore－forming processes and mineralization of complex tectonic system during the Mesozoic:A case from Xilamulun Cu－Mo metallogenic belt［J］.Acta Petrologica Sinica，26(5):1351－1362(in Chinese with English abstract)

Zhang Wen－h(huán)uai，Chen Zi－ying.1993.Fluid Inclusion Geology［M］.Wuhan:China University of Geosciences Publishing House:1－246 (in Chinese)

Zhang Zhen－liang，Lv Xin－biao，Rao Bing.2008.Formational mechanisms of homogeneous fluid and boiling fluid:Evidences from synthetic fluid inclusions［J］.Earth Science－Journal of China University of Geosciences，33(2):259－265(in Chinese with English abstract)

Zhang Xiao－jing，Zhang Lian－chang，Jin Xi－di，Wu Hua－ying，Xiang Peng，Chen Zhi－guang.2010.U/Pb ages，geochemical characteristics and their implications of Banlashan molybdenum deposit［J］.Acta Petrologica Sinica，26(5):1411－1422(in Chinese with English abstract)

Zhang Lian－chang，Wu Hua－ying，Wan Bo，Chen Zhi－guang.2009. Ages and geodynamic settings of Xilamulun Mo－Cu metallogenic belt in the northern part of the North China Craton［J］.Gondwana Research，16:243－254

［附中文參考文獻(xiàn)］

陳偉軍，劉建明，劉紅濤，孫興國，張瑞斌，張作倫，覃 鋒.2010.內(nèi)蒙古雞冠山斑巖鉬礦床成礦時代和成礦流體研究［J］.巖石學(xué)報，26(5):1423－1436

褚少雄，曾慶棟，劉建明，張偉慶，張作倫，張 松，汪在聰.2010.西拉沐倫鉬礦帶車戶溝斑巖型鉬－銅礦床成礦流體特征及其地質(zhì)意義［J］.巖石學(xué)報，26(8):2465－2481

顧雪祥，劉 麗，董樹義，章 永梅，李 科，李葆華.2010.山東沂南金銅鐵礦床中的液態(tài)不混溶作用與成礦:流體包裹體和氫氧同位素證據(jù)［J］.礦床地質(zhì)，29(1):43－57

劉 斌，沈 昆.1999.流體包裹體熱力學(xué)基礎(chǔ)［M］.北京:地質(zhì)出版社:1－290

劉建明，張 銳，張慶洲.2004.大興安嶺地區(qū)的區(qū)域成礦特征［J］.地學(xué)前緣，11(3):269－277

盧煥章，范宏瑞，倪 培，歐光習(xí)，沈 昆，張文淮.2004.流體包裹體［M］.北京:科學(xué)出版社:147－274

馬星華，陳 斌，賴 勇，魯穎淮.2009.內(nèi)蒙古敖侖花斑巖鉬礦床成巖成礦年代學(xué)及地質(zhì)意義［J］.巖石學(xué)報，25(11):2939－2950

毛景文，謝桂青，張作衡，李曉峰，王義天，張長青，李永峰.2005.中國北方中生代大規(guī)模成礦作用的期次及其地球動力學(xué)背景［J］.巖石學(xué)報，21(1):0169－0188

覃 鋒，劉建明，曾慶棟，張瑞斌.2008.內(nèi)蒙古小東溝斑巖型鉬礦床的成礦時代及成礦物質(zhì)來源［J］.現(xiàn)代地質(zhì)，22(2):173－180

芮宗瑤，李萌清，王龍生，王義天.2003.從流體包裹體研究探討金屬礦床成礦條件［J］.礦床地質(zhì)，22(1):13－23

舒啟海，蔣 林，賴 勇，魯穎淮.2009.內(nèi)蒙古阿魯科爾沁旗熬淪花斑巖銅鉬礦床成礦時代和流體包裹體研究［J］.巖石學(xué)報，25 (10):2601－2614

吳華英，張連昌，陳志廣，萬 博.2008.內(nèi)蒙古西拉木倫成礦帶庫里吐鉬(銅)礦區(qū)二長花崗巖地球化學(xué)、構(gòu)造環(huán)境及含礦性分析［J］.巖石學(xué)報，24(4):0867－0878

吳華英，張連昌，陳志廣，萬 博，相 鵬，張曉靜.2010.西拉沐倫多金屬成礦帶雞冠山斑巖鉬礦富氟高鹽度高氧逸度流體包裹體研究［J］.巖石學(xué)報，26(5):1363－1374

翟明國，孟慶任，劉建明，侯泉林，胡圣標(biāo)，李 忠，張宏福，劉 偉，邵濟安，朱日祥.2004.華北東部構(gòu)造體制轉(zhuǎn)折峰期的主要地質(zhì)效應(yīng)和形成動力學(xué)探討［J］.地學(xué)前緣(中國地質(zhì)大學(xué)(北京))，11 (3):285－297

曾慶棟，劉建明，張作倫，覃 鋒，陳偉軍，張瑞斌，于昌明，葉 杰.2009.華北板塊北緣雞冠山斑巖鉬礦床成礦時代及印支期成礦事件［J］.巖石學(xué)報，25(2):0393－0398

曾慶棟，劉建明，張作倫，陳偉軍，覃 鋒，張瑞斌，于文斌，張曉暉，翟明國.2009.華北板塊北緣西拉沐淪鉬多金屬成礦帶鉬礦化類型、特征及地球動力學(xué)背景［J］.巖石學(xué)報，25(5):1225－1238

張連昌，吳華英，相 鵬，張曉靜，陳志廣，萬 博.2010.中生代復(fù)雜構(gòu)造體系的成礦過程與成礦作用—以華北大陸北緣西拉木倫鉬銅多金屬成礦帶為例［J］.巖石學(xué)報，26(5):1351－1362

張文淮，陳紫英.1993.流體包裹體地質(zhì)學(xué)［M］.武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社:1－246

張振亮，呂新彪，饒 冰.2008.均勻流體和不均勻流體的形成機制:來自合成包裹體的證據(jù)［J］.地球科學(xué)—中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報，33 (2):259－265

張曉靜，張連昌，靳新娣，吳華英，相 鵬，陳志廣.2010.內(nèi)蒙古半砬山鉬礦含礦斑巖U－Pb年齡和地球化學(xué)及其地質(zhì)意義［J］.巖石學(xué)報，26(5):1411－1422